山西太原地區(qū)一次暖云云滴譜離散度和云滴數(shù)濃度垂直分布特征

伊智銘 楊素英 李義宇 康娜 余國行 李婭茹 張嚴(yán)哲

(1.南京信息工程大學(xué)中國氣象局氣溶膠-云降水重點實驗室，江蘇南京 210044; 2.山西省人工增雨防雹辦公室，山西太原 030032)

引言

云是大氣重要的組成部分，云能吸收、散射以及反射太陽輻射，從而影響地氣系統(tǒng)的凈輻射強迫、全球能量平衡和水分循環(huán)[1-3]。Twomey[4]提出當(dāng)大氣條件相同、水汽含量一定時，氣溶膠增多會導(dǎo)致云滴數(shù)濃度(Nc)增多和云滴平均半徑減小。在相同的云水含量下，個數(shù)少的大云滴比個數(shù)多的小云滴總表面積小，因此氣溶膠增多將導(dǎo)致云的反照率增強，使到達地表的太陽輻射減少，該過程稱為氣溶膠第一間接效應(yīng)。云滴譜離散度(ε)是描述暖云微物理特征的重要因子。ε定義為標(biāo)準(zhǔn)差與云滴平均半徑rc的比值，是描述云滴譜型分布的重要參數(shù)。當(dāng)ε為0時，表示所有云滴均在同一尺度上；當(dāng)ε比較大時，表示大云滴和小云滴有較高的混合度[2]。Khain等[5]認為暖云的ε不僅是影響氣溶膠間接效應(yīng)評估的重要因子，還能通過影響云雨轉(zhuǎn)換過程影響降水過程。

云微物理量受到動力因子的影響，垂直上升運動會同時影響云滴的形成和ε值的大小。有研究表明[6-8]，垂直上升運動對云微物理特征的影響較大，ε隨氣流上升速度的增大、Nc增加而減小，Nc與ε呈負相關(guān)。垂直速度還會對云滴譜產(chǎn)生影響，垂直上升速度的增加會使云滴譜變高變寬。但Lu等[9]研究表明，上升速度與ε為正相關(guān)關(guān)系；美國大平原地區(qū)垂直速度對ε和Nc影響分析表明，垂直速度能夠?qū)е翹c的增加和ε的減小，Nc與ε為負相關(guān)[10]?？翟雒玫萚11]對河北省一次降水云系云物理結(jié)構(gòu)的飛機探測研究表明，Nc和云內(nèi)過冷水含量均隨云內(nèi)對流發(fā)生和加強而增大。吳尚等[12]通過MISTRA模式分析不可溶性氣溶膠對邊界層暖云的ε影響，發(fā)現(xiàn)ε隨云的高度增加而增大，云滴譜標(biāo)準(zhǔn)差是影響ε變化的重要因子。

夾卷過程會對云滴以及液態(tài)水含量產(chǎn)生明顯的影響。Lu等[13]以絕熱液態(tài)水含量和液態(tài)水含量之比來評估夾卷對云液態(tài)水含量的影響，發(fā)現(xiàn)夾卷作用隨云厚度的增加而增大，夾卷混合會使Nc、云滴有效半徑以及液態(tài)水含量明顯減小。郭小浩[14]考慮了濕靜力能來計算夾卷率，發(fā)現(xiàn)夾卷率在云底以上先隨高度遞減，但在云頂附近隨高度遞增，夾卷率和云水混合比、雨水混合比呈負相關(guān)，在動力因子方面，夾卷率與浮力以及上升速度也存在負相關(guān)。城市污染日益嚴(yán)重也會造成云物理特征發(fā)生改變。鄧育鵬等[15]通過對河北省降水性層狀云的飛機觀測，發(fā)現(xiàn)云粒子濃度和尺度與20世紀(jì)90年代更清潔的大氣環(huán)境相比有所減少。

山西位于中國華北，華北地區(qū)是中國秦嶺—淮河線以北，長城以南的廣大區(qū)域，是最重要的糧食主產(chǎn)區(qū)之一，是中國的政治、經(jīng)濟、交通中心。目前，較少研究針對嚴(yán)重空氣污染背景下，該地區(qū)云中動力因子等對云微物理特征的影響分析[15]。因此，本文在飛機觀測基礎(chǔ)上，探究山西太原地區(qū)云中動力因子對暖云的影響特征，以期為評估中國華北地區(qū)的氣候效應(yīng)提供參考。

1 資料與方法

1.1 觀測儀器

數(shù)據(jù)采集使用DMT公司生產(chǎn)的云物理探測儀，該系統(tǒng)主要有云氣溶膠和降水分光計 (Cloud Aerosol and Precipitation Spectrometer,CAPS)、被動腔氣溶膠探頭(Passive Cavity Aerosol Spectrometer Probe,PCASP)、空氣狀況探頭 (AIMMS-20 Air-Data Probe,ADP)(記錄經(jīng)度、緯度、海拔高度、水平風(fēng)速與垂直風(fēng)速等)、二維降水粒子圖像探頭 (Precipitation Imaging Probe,PIP)和云凝結(jié)核計數(shù)器 (Cloud Condensation Nuclei counter,CCN)。其中CAPS是一個綜合探頭，包括二維云粒子圖像探頭 (Cloud Imaging Probe,CIP)、云氣溶膠分光計 (Cloud and Aerosol Spectrometer,CAS)、云粒子探頭 (Cloud Droplet Probe,CDP)、熱線液態(tài)水含量探頭 (Liquid Water Content,LWC)等設(shè)備。

氣溶膠數(shù)據(jù)來自PCASP探頭采集，其原理是利用Mie散射原理測量大氣中的氣溶膠粒子的譜分布。PCASP探頭的測量范圍為0.1～3.0 μm，分為30個檔，每個檔的間隔為0.1 μm。

云滴數(shù)據(jù)與液態(tài)水含量數(shù)據(jù)均來自CDP探頭采集，其原理是利用Mie散射測量大氣中的小云滴的譜分布。CDP探頭的測量范圍為2～50 μm，分為30個檔，前12個檔的分辨率為1 μm，后18個檔的分辨率為2 μm。以上儀器的采樣時間分辨率為1 s。

1.2 飛行軌跡

觀測主要在山西省中南部，飛行航線為太原—忻州—晉中—太原，基于觀測時的宏觀觀測記錄、雷達和衛(wèi)星圖像表明，此次觀測的云為層狀云，云層厚度為2500～4000 m，云中溫度均高于0 ℃，云中上升速度小于1 m·s-1，為深厚的暖云。飛機于2018年8月31日北京時間12:16從太原武宿機場起飛，對氣溶膠和云進行垂直探測， 12:28以階梯上升方式開展云內(nèi)水平探測， 13:21進行向下垂直穿云觀測， 13:45返回太原武宿機場 (圖1)。研究時段為向上穿云和向下穿云，作為2個個例。

圖1 2018年8月31日山西太原地區(qū)飛機觀測軌跡Fig.1 Aircraft detection trajectory in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

此次觀測為一次暖云過程，云內(nèi)溫度為0～20 ℃，云中高層溫度為0 ℃。云中液態(tài)水含量大致可達0.44 g·cm-3，云滴有效半徑最大值可達22.58 μm。

1.3 數(shù)據(jù)處理

為保證數(shù)據(jù)有效性，對數(shù)量級異常變化的突變值進行剔除，并按照Nc大于10個·cm-3、液態(tài)水含量大于0.001 g·m-3標(biāo)準(zhǔn)篩選云滴有效資料，最終獲得2873個時刻云滴數(shù)據(jù)。

根據(jù)CDP探頭采集的數(shù)據(jù)可以得到Nc和LWC(液態(tài)水含量)，公式為

(1)

(2)

(3)

(4)

式(1)～式(4)中，S為采樣面積0.25 mm2；vi為第i檔的真空速；π為圓周率；ρw為水的密度1 g·m-3;rc為平均半徑；ri為第i檔的半徑；ci為每一檔的云滴數(shù)濃度；di為第i檔的直徑；n為CDP的檔數(shù)，值為30；σ為云滴譜的標(biāo)準(zhǔn)差。

由于碰并過程影響云滴的形成，應(yīng)用Liu 等[16-17]提出的自動轉(zhuǎn)換率參數(shù)化方案判斷云中碰并過程的強弱，見式(5)。

P=p0Tf

(5)

式(5)中，P為自動轉(zhuǎn)換率；P0為比率函數(shù)，描述自動轉(zhuǎn)換過程開始后的轉(zhuǎn)換率；Tf為自動轉(zhuǎn)換閾值函數(shù)，可用于檢驗云過程中碰并過程的強度，見式(6)。

(6)

式(6)中，r為云滴半徑；n(r)為單位體積可碰并半徑范圍內(nèi)的云滴個數(shù)。Tf值的范圍為0～1。Tf=0，為無碰并過程，Tf=1，為完全碰并過程，Tf取值越大，表示碰并過程越強。

(7)

式(7)中，rL為自動轉(zhuǎn)換臨界半徑；βcon=1.15×1023，為經(jīng)驗系數(shù)[18]。

積云和層積云經(jīng)常受到周圍相對干燥空氣的夾卷作用，無論是湍流夾卷還是動力夾卷，均會導(dǎo)致云滴的蒸發(fā)從而減少液態(tài)水含量。因此液態(tài)水含量絕熱比(LWC adiabatic ratio，ARL)可以作為一個評估夾卷程度的標(biāo)準(zhǔn)。

(8)

式(8)中，ARL為液態(tài)水含量和假定絕熱的液態(tài)水含量LWCad的比值，ARL值越小意味著云滴蒸發(fā)越明顯，液態(tài)水含量越低，夾卷混合程度越強烈。LWCad可表示為云底高度的一個函數(shù)，見式(9)。

LWCad=cwh

(9)

絕熱液態(tài)水含量直減率cw為

(10)

式(9)～式(10)中，h為云底高度；ρa為空氣密度(1 kg·m-3);Cp為定壓下空氣的比熱容(1005 J·kg-1·K-1);T為開式溫度(K);ε0為水分子量與空氣分子量之比(0.622);Lv為蒸發(fā)潛熱(2.5×106J·kg-1);wvs為飽和水汽混合比(kg·kg-1);P為壓強(Pa);es為飽和水氣壓(Pa);g為重力加速度(9.8 m·s-2)。ARL>0.8為準(zhǔn)絕熱，0.5

2 結(jié)果分析

2.1 云滴數(shù)濃度垂直分布特征

2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次和第二次穿云中碰并閾值的垂直分布見圖2a和圖2b。由圖2a可知，向上飛行的垂直探測，云中1260 m附近Nc從0開始迅速增加，云中LWC也逐漸增加，可判斷該高度大致為云底高度，依據(jù)同樣的方法獲得向下穿云時云底高度為1400 m。在2800 m高度附近云中上升速度逐漸減小至0，Nc迅速減小，因此該高度為向上穿云時云頂粗略估計高度，而向下穿云時的云頂高度為2600 m，云層厚度分別為1540 m和1200 m。

圖2 2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次穿云 (a)和第二次穿云(b)Nc和LWC以及第一次穿云 (c)和第二次穿云(d)云中碰并閾值的垂直分布Fig.2 The vertical distributions of Nc and LWC for the first (a) and the second (b) flight trails penetrated through the clouds， and those of collision-coalescence threshold for the first (c) and the second (d) flight trails in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

碰并閾值的大小可以反映云中是否存在碰并過程。由圖2c和圖2d可知，兩次穿云中碰并閾值均較小，只有在1750 m(第一次探測)和2000 m(第二次穿云)高度碰并閾值較大，最大值為0.5，表明云中云滴的碰并生長過程較弱，主要為凝結(jié)生長過程。

2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次和第二次穿云云中絕熱比垂直分布見圖3。由圖3可知，云中絕熱比存在顯著的震蕩，但其數(shù)值大多小于0.5，說明云中因夾卷作用產(chǎn)生了較強的稀釋，云中不同高度的微物理量均受夾卷作用不同程度的影響。

圖3 2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次穿云(a)和第二次穿云(b)云中絕熱比垂直分布Fig.3 Vertical distributions of ARL for the first (a) and the second (b) flight trails in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

Nc隨高度的增加總體上先增加后遞減，同時存在多個小幅振蕩過程。Nc最大值為500～800個·cm-3。主要出現(xiàn)在云底上250 m的高度。云中LWC在云底附近隨高度的增加不斷增大，并達到最大值。第一次穿云時的最大值為0.15 g·m-3，第二次穿云的最大值為0.2 g·m-3，隨后均隨高度呈震蕩特征(圖2)。

2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次和第二次穿云云中溫度和相對濕度、云滴平均半徑和標(biāo)準(zhǔn)差的垂直分布見圖4。由圖4可知，云中存在不同程度的逆溫層，其中第一次穿云過程存在兩個較薄的逆溫層，分別位于1750 m和2250 m附近，逆溫的存在導(dǎo)致云中相對濕度在2000～2250 m隨高度突然減小，Nc則有小幅增大(圖2a)，云滴平均半徑明顯減小，云滴譜標(biāo)準(zhǔn)差減小 (圖4c)。第二次穿云過程，云中逆溫比第一次穿云時更強，逆溫層更厚。在2000～2250 m有厚度為250 m的逆溫區(qū)(圖4b)，伴隨云中較弱的上升氣流(圖4b)，云中相對濕度明顯減小，甚至達到不飽和狀態(tài)(圖4b)，該高度Nc明顯減小(圖2b)，云滴半徑和標(biāo)準(zhǔn)差迅速變小(圖4d)。逆溫層以上云中存在的弱上升氣流把云滴輸送至更高位置 (圖4b)，使得逆溫層以上的氣溶膠數(shù)濃度和Nc累積增多 (圖略)，因此在2500 m形成另一個Nc

圖4 2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次穿云(a)和第二次穿云(b)云中溫度和相對濕度以及第一次穿云(c)和第二次穿云(d)云滴平均半徑和標(biāo)準(zhǔn)差的垂直分布Fig.4 Vertical distributions of temperature and relative humidity for the first (a) and the second (b) trails of flights,and those of mean radius and standard deviation for the first (c) and the second (d) trails in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

峰值和氣溶膠數(shù)濃度(Na)峰值。

第一次穿云時，云底(1250 m附近)以上為上升氣流，氣流垂直速度隨高度的增加而增大，在1700 m高度附近達到最大值，之后上升氣流垂直速度減小，隨高度呈震蕩變化(圖5c)。云下部全部為上升氣流(圖5c)，Nc的增大主要受氣溶膠活化、凝結(jié)生長以及云中垂直速度影響。垂直速度的垂直分布導(dǎo)致云在1700 m處云滴積累，云中液態(tài)水含量高，云滴尺度增大。上升穿云的逆溫相對下降穿云較薄，在受逆溫影響的高度范圍內(nèi)(1750～2500 m)，云滴隨氣流上升的過程蒸發(fā)變小，云中液態(tài)水含量降低，云滴譜向小尺度端移動。2250 m高度上，隨逆溫層影響的減弱消失，Nc進一步增大，液態(tài)水含量增大，云滴譜進一步拓寬。

圖5 2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次穿云(a)和第二次穿云(b)云中液態(tài)水含量以及第一次穿云(c)和第二次穿云(d)云中垂直速度的垂直分布Fig.5 Vertical distributions of liquid water content for the first (a) and the second (b) flight trails,and those of vertical velocity for the first (c) and the second (d) flight trails in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

第二次垂直穿云時，2000 m高度以下為下沉氣流(圖5d)，下沉增溫的作用導(dǎo)致云底高度增高，云層厚度減小，云中還能維持較高的濕度(圖4b)，但Nc呈波動變化，從2000 m向下降至1750 m，隨高度降低Nc增大。對照該高度云中垂直速度的垂直分布可知(圖5d)，1750～2000 m隨高度的下降下沉氣流逐漸增強，1750 m下的下沉氣流又逐漸增強，導(dǎo)致1750 m高度云滴累積，液態(tài)水含量累積。云底附近Nc和氣溶膠數(shù)濃度(Na)呈負相關(guān)，說明云底附近云微物理量既受氣溶膠活化影響，也受下沉增溫影響。

2.2 云滴譜離散度的垂直分布特征及成因分析

2.2.1 第一次垂直穿云

2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次和第二次穿云的云中離散度垂直分布見圖6。由圖6可知，云底附近(1260～1600 m)ε值為0.2～0.4，且隨高度的增加而減小(圖6a)。云滴平均半徑和標(biāo)準(zhǔn)差均隨高度的增加而增大(圖4c)，云滴平均半徑是影響ε的主要因子。云中垂直速度隨高度的升高而增大，最大值可達2 m·s-1(圖5c)，云中相對濕度(圖4a)、Nc和液態(tài)水含量迅速增加(圖2a)，表明上升速度隨高度的增加不斷向高層輸送水汽，云中相對濕度增大，氣溶膠不斷活化并進行凝結(jié)增長，云滴平均半徑增加，云滴譜變寬，標(biāo)準(zhǔn)差變大(圖4c)，云中液態(tài)水含量不斷增大，整個云中碰并閾值均較小(圖2c)，無碰并增長。夾卷作用會造成云中相對濕度和Nc減少，但未出現(xiàn)該特征，因此夾卷作用并不是影響該高度上云微物理特征垂直分布的主因。綜上，云底附近的云中垂直速度、氣溶膠活化、凝結(jié)增長是影響云底附近云微物理特征的主要因素。ε隨高度的減小主要受云滴半徑的影響，活化和凝結(jié)作用導(dǎo)致云滴尺度明顯增大和云滴譜的拓寬。

圖6 2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次穿云(a)和第二次穿云(b)云中離散度的垂直分布Fig.6 Vertical distributions of dispersion for the first (a) and the second (b) flight trails in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

1600～1750 m液態(tài)水含量最大，Nc隨高度增加而減小，但ε隨高度增加而增大。云滴半徑、標(biāo)準(zhǔn)差和垂直速度均隨高度的增加而增大至最大，即云中垂直上升氣流最強，云中夾卷混合適中。云內(nèi)垂直速度的分布導(dǎo)致云中水汽在該高度積累，云中夾卷混合適中，云中凝結(jié)增長旺盛，甚至發(fā)生碰并增長(碰并閾值突增至最大)，Nc減小，云滴譜向大尺度端移動并拓寬明顯，造成該高度范圍ε隨高度的增加而增大。

1750～2000 m，垂直速度隨高度增加而減小，夾卷混合較強，存在逆溫，云中為上升氣流，逆溫區(qū)上升氣流導(dǎo)致云滴蒸發(fā)變小，云滴譜變窄，Nc變小，云中相對濕度增加，液態(tài)水含量減小，夾卷混合作用增強，離散度隨高度增加而增大。逆溫區(qū)蒸發(fā)和夾卷作用混合為導(dǎo)致ε隨高度增加而增大的主要原因。

2000～2250 m，2250 m附近存在一個較薄的逆溫層，逆溫使云中上升氣流隨高度增加而減弱，云滴進行凝結(jié)增長，但因較弱逆溫存在，滴譜向大尺度端移動并拓寬相對緩慢。云滴平均半徑和標(biāo)準(zhǔn)差均緩慢增加，ε減小，Nc緩慢增大后保持不變。同時由于逆溫的存在，2250 m高度附近的云中相對濕度減小，云滴蒸發(fā)，云滴譜變窄，夾卷值高，混合作用較弱。隨高度增加云中凝結(jié)增長旺盛，垂直水汽輸送作用增強，云滴譜向大尺度方向拓寬，云滴平均尺度增大，標(biāo)準(zhǔn)差減小，ε減小，Nc緩慢增大，ε和Nc呈負相關(guān)。

2250～2500 m，逆溫消失，隨溫度的降低云中相對濕度增大，云中凝結(jié)增長旺盛，云滴譜明顯向大尺度方向移動并拓寬，云滴半徑增加，云滴譜標(biāo)準(zhǔn)差減小，ε隨高度減小，符合典型的凝結(jié)增長特征，同時由于垂直輸送作用，云滴數(shù)濃度增加。綜上，在云中上升氣流作用下，凝結(jié)生長旺盛時，ε隨高度的增加而減小，Nc因垂直輸送隨高度增加而增大，兩者呈負相關(guān)。云中上升速度在逆溫層因凝結(jié)增長作用略有削弱，小云滴增長速度變慢，云滴譜標(biāo)準(zhǔn)差隨高度遞增，平均半徑增大，但標(biāo)準(zhǔn)差增大相對于平均半徑增大較弱，因此ε隨高度減小，Nc緩慢增大。

2500 m以上為云的上部(2500～2750 m云中微物理量缺測)，云中相對濕度隨高度增加波動減小。2750～3000 m，云中上升速度，ε標(biāo)準(zhǔn)差均隨高度增加而減小，平均半徑隨高度增加緩慢減小，標(biāo)準(zhǔn)差為影響ε隨高度增加而減小的主要因素。該高度云中碰并閾值為0，ARL數(shù)值小于0.4，云頂存在夾卷作用，云滴譜變窄，大粒子和小粒子均較少，云滴半徑主要集中在2～8 μm，即云頂附近夾卷作用是影響云滴譜特征的主要機制。

2.2.2 第二次垂直穿云

2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次和第二次穿云云滴譜的垂直分布見圖7。綜合圖2b和圖7b可知，第二次垂直穿云過程，云中2100 m以下為下沉氣流，以上為上升氣流。1500～1600 m云底附近下沉氣流隨高度遞減，云滴蒸發(fā)變小比高層更明顯，因此云滴平均尺度隨高度增加而增大。在該高度范圍，ε、譜寬(標(biāo)準(zhǔn)差)均隨高度增加而增大(圖6b)，云滴譜向大尺度端移動(圖7b)，因此，標(biāo)準(zhǔn)差的增大是影響ε的主要因素。雖然在云底附近存在夾卷混合作用，夾卷會造成Nc和液態(tài)水含量的減小，但云中Nc隨高度的增加而增大，因此，云中夾卷和云中垂直速度均會影響云微物理特征，云中垂直速度的方向和量值隨高度變化是影響云微物理特征的主要因素。

圖7 2018年8月31日山西太原地區(qū)第一次穿云(a)和第二次穿云(b)云滴譜的垂直分布Fig.7 Vertical distributions of cloud droplet number concentration size distribution for the first (a) and the second (b) flight trails in Taiyuan of Shanxi province on August 31,2018

1600～1800 m，云中下沉氣流較強，下沉速度隨高度的增加而增大，ε則隨高度增加而減小。云滴尺度并沒有因下沉蒸發(fā)作用，在強下沉區(qū)變小，反而增大。由圖7可知，1800 m以下的下沉速度隨高度降低而減弱，該高度以上的下沉氣流隨高度降低而增強，因此在1800 m以上的云滴會從高層加速下沉到1800 m，之后減速下沉，因此在1800 m附近出現(xiàn)了水汽、Nc、液態(tài)水含量的累積區(qū)域，數(shù)值達到最大，此處氣溶膠數(shù)濃度(Na)則出現(xiàn)了極小值，表明在該垂直速度分布基礎(chǔ)上，填隙氣溶膠進一步活化或因下沉蒸發(fā)產(chǎn)生的氣溶膠粒子，在高濕條件下進行了凝結(jié)增長，造成云滴平均尺度隨高度增加而增大，但因生長微物理機制不同，云滴譜標(biāo)準(zhǔn)差存在相對較大的變化范圍，此時云中夾卷混合作用較小。綜上，此高度氣溶膠活化和凝結(jié)增長是影響云中微物理特征的主要機制，導(dǎo)致云滴半徑影響ε隨高度變化。

1800～2100 m，云中仍為下沉氣流，云中高層的下沉速度小于低層。ε、云滴平均半徑、標(biāo)準(zhǔn)差和夾卷混合比程度均隨高度增加而增大，Nc和液態(tài)水含量則均隨高度增加而減小。1800～2000 m夾卷混合作用最強，Nc較小，云滴譜較窄，云滴尺度較小，ε最小。 2000 m以上的下沉增溫對云微物理量影響作用顯著，下沉蒸發(fā)作用上部比下部弱，使得高層云滴尺度更大，云滴譜更寬。

2100～2250 m，云中為上升氣流，上升速度隨高度的增加而增大，云中存在深厚的逆溫層，相對濕度在逆溫區(qū)迅速減小，云中氣溶膠因云滴的蒸發(fā)出現(xiàn)Nc累積增加，云滴在上升過程經(jīng)由逆溫層，蒸發(fā)尺度減小，Nc減小，云滴譜峰值向小尺度端移動，云滴譜變窄，ε隨高度的增加而減小。逆溫層頂附近水汽和氣溶膠會出現(xiàn)累積(2250 m附近)，ε的垂直變化主要由于逆溫層使云滴蒸發(fā)變小，云滴譜明顯變窄，為ε的主要影響因素。

2250～2500 m，上升氣流隨高度增加而減弱，溫度遞減，逆溫消失，云中相對濕度增大。該高度云中處于未飽和狀態(tài)，云滴持續(xù)蒸發(fā)，云滴譜變窄，Nc、液態(tài)水含量、云滴譜標(biāo)準(zhǔn)差、云滴平均半徑、ε均隨高度增加而減小，氣溶膠濃度增大。綜上，受下部逆溫影響，云中出現(xiàn)未飽和區(qū)域厚度增大，在上升氣流的作用下，隨高度的增加云中物理量均減小，Nc和ε呈正相關(guān)。

2500～2700 m，氣流上升速度隨高度增加而減小，云中夾卷作用增強、含水量遞減、相對濕度緩慢遞減、云滴平均半徑減少，但標(biāo)準(zhǔn)差變化較小，ε略有減小，Nc減小，氣溶膠數(shù)濃度增大。有研究表明[19]，夾卷過程可以通過稀釋云水而有效地減少Nc，其減少程度依賴夾卷混合機制。對于均勻混合過程，Nc減小可以忽略，而極端非均勻混合過程，Nc則會顯著減少。因此在該垂直速度分布基礎(chǔ)上，夾卷作用導(dǎo)致Nc和液態(tài)水含量明顯減小，ε的增大主要由云滴半徑的增加影響。

綜上，云中氣流垂直速度分布為云微物理量的主要影響因素，云中逆溫的影響也非常重要。云中不同高度的云微物理量影響因素不同，并由多因素共同作用。

3 結(jié)論

(1) 2018年8月31日山西太原地區(qū)飛機觀測一次暖云過程表明，當(dāng)云底附近的云中上升氣流隨高度增加而增加時，氣溶膠活化和云滴凝結(jié)增長隨高度增加而增強。當(dāng)云中維持下沉氣流且隨高度增加而減弱時，云滴半徑因下沉增溫蒸發(fā)而變小，并隨高度增加而減弱，兩種垂直氣流分布，云滴譜離散度和Nc均隨高度的增加而增大，且兩者呈正相關(guān)。

(2)云底以上的云中出現(xiàn)上升氣流極大值或下沉氣流極大值時，水汽和云滴累積，云滴半徑增長增強，Nc和ε為負相關(guān)關(guān)系。垂直氣流方向不同，ε和Nc隨高度的變化特征不同，上升氣流中，垂直向上輸送強，云滴凝結(jié)增長旺盛甚至發(fā)生碰并增長，Nc減小、云滴譜變寬、云滴平均半徑增大，ε隨高度增加而增大。下沉氣流中，填隙氣溶膠再活化和云滴凝結(jié)增長旺盛但未發(fā)生碰并增長，Nc增大、云滴尺度增大、ε隨高度增加而減小。

(3)云中下沉氣流隨高度增加而減小時，下沉蒸發(fā)作用低層強于高層，平均半徑和標(biāo)準(zhǔn)差隨高度增加而增大，ε和Nc隨高度增加而增大，且兩者呈正相關(guān)。云中存在逆溫區(qū)時，云滴在上升氣流作用下蒸發(fā)尺度減小、Nc減小、云滴譜峰值向小尺度端移動、云滴譜變窄。逆溫層厚度影響ε變化及Nc和ε的相關(guān)性，當(dāng)逆溫層較厚時云滴譜變窄更為明顯，此時ε隨高度增加而減小，Nc與ε呈正相關(guān)。逆溫層較薄時，云滴半徑減小更為顯著，ε隨高度的增加而增加，Nc與ε呈負相關(guān)。

(4)云中逆溫層的厚度和逆溫強度會影響其上方云中微物理量的變化。逆溫區(qū)上部云區(qū)，云中為上升氣流，云中出現(xiàn)未飽和區(qū)域、云滴蒸發(fā)、Nc和ε隨高度增加而減小，Nc和ε呈正相關(guān)。云中為上升氣流時，凝結(jié)生長旺盛會導(dǎo)致ε隨高度增加而減小，Nc因垂直輸送隨高度增加而增大，兩者呈負相關(guān)。云頂附近夾卷作用使Nc、ε、云滴平均半徑和標(biāo)準(zhǔn)差均隨高度增加而減小，Nc與ε呈正相關(guān)。